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如图 3 所示，6、7 月份日降水δ O 值在 2‰ ~ 10‰之间，高低振荡变化与降水量、蒸发量似乎没
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有太大的一致性，而与气温有一定的对应。自 8 月份以后，随着气温下降，日降水δ O 值呈现降低的
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趋势。如表 2 所示，日降水δ O 和 d-excess 值与降水量的相关性都较差，表明降水量不是降水同位素
的主控因素。日降水δ O 和 d-excess 值在 p=0.01 水平上与气温存在极显著的相关关系，即，随着气温
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的升高，δ O 值增加而 d-excess 值降低（表 2）。同时，蒸发量与日降水δ O 在 p=0.01 水平上极显著相
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关，与 d-excess 值在 p=0.05 水平上显著相关（表 2）。另外，气温与蒸发量之间在 p=0.01 水平上极显著
相关（表 2）。因此，气温是引起蒸发的主要因素，也是控制日降水同位素组成变化的驱动力 ［36］ 。这主
［6］
要是因为干旱地区气温升高后降水过程中雨滴的再蒸发引起其中的重同位素浓缩 。

表 2 纳赤台 2019 年 6—10 月日气象因素与日降水氢氧稳定同位素值的相关性分析
参数 降水量/mm 气温/℃ 蒸发量/mm 降水 d O/‰
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气温/℃ 0.22
蒸发量/mm 0.02 0.39**
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降水δ O/‰ -0.26 0.39** 0.37**
降水 d-excess/‰ 0.16 -0.60** -0.32* -0.33*
注：*为两个指标在 p=0.05 水平上呈现相对显著的相关关系，即这两个指标之间存在相关关系的可能性高达 95%；**为两个指标
在 p=0.01 水平上呈现相对显著的相关关系，即这两个指标之间存在相关关系的可能性高达 99%。
4.2 流域降水线方程 基于 2019 年 6—10 月纳赤台降水同位素数据，建立了格尔木河流域山区当地
大气降水线：δ H=7.4×δ O+13.2（图 4）。绝大部分日降水同位素数据点落在全球降水线（GMWL）之
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［37-38］
上，多数月加权均值也是如此（图 3） 。这表明降水与当地水体的蒸发-凝结密切相关 ［39-40］ 。8 月降
水同位素组成的月加权均值落在 GMWL 线上，表明这个月份的水汽与其它月份的在来源上有差异。
孙存熠 ［29］ 早在 1990 年代利用格尔木河流域降水、昆仑山雪、冰雪融水及河水的同位素数据建立
［3］
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了流域降水线：δ H=7.113×δ O+7.25。王宇航 利用格尔木地区降水观测资料修正了孙存熠建立的格
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尔木地区当地降水线方程 。修正的降水线方程为δ H=6.98×δ O+9.6。朱建佳等 ［41］ 基于格尔木 2010 年
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6—9 月份的降水同位素特征建立了一个降水线：δ H=7.84×δ O-4.57。Yang 等 ［38］ 测定了昆仑山口 2013
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年 6 月 24 日—8 月 28 日之间的降水 H-O 稳定性同位素组成，并且获得一条当地降水线方程：δ H=
［3］
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8.5×δ O+18.39。本研究建立的当地降水线与孙存熠 ［29］ 和王宇航 的较为接近，而与朱建佳等 ［41］ 和
Yang 等 ［38］ 的差别较大。由于山区的降水较多而格尔木地区的降水很少（图 2），已有研究获得的降水线
不能代表整个格尔木河流域，也不能正确反映山区流域的降水信息。昆仑山口位于格尔木流域源头
区域附近，海拔在 4700 m 之上，其降水线也只能反映源头区域的信息 ［38］ 。纳赤台站位于格尔木河流
域的中上游，其降水线能够反映山区降水的基本信息，可为精确刻画格尔木流域山区段的水循环提
供较好的参考。
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日降水
月降水
LMWL（本研究）
LMWL［3］ 9 月
0 6 月
LMWL［29］
LMWL［41］ 7 月
GMWL［37］
δ 2 H/‰ -50 LMWL［38］ δ H=7.4×δ O+13.2
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2 18
δ H=6.98×δ O+9.6
8 月 δ H=7.11×δ O+7.25
2
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-100 10 月
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2
δ H=8.5×δ O+18.39
-150
2 18
δ H=7.84×δ O-4.57
-25 -20 -15 -10 -5 0 5
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δ O/‰
图 4 格尔木河流域降水同位素关系线
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